Daha çox

4.4: Stratosfer Ozon Formasiyası - Geosciences

4.4: Stratosfer Ozon Formasiyası - Geosciences


Ozon, atmosferin harasında olursa olsun, ozondur. Yaxşı ozon yalnız nəfəs ala bilmədiyimiz stratosferdə olduğu üçün yaxşıdır (Şəkil ( PageIndex {1} )). Pis ozon günəşin ultrabənövşəyi işığını da udur, ancaq nəfəs ala biləcəyimiz yer səthinin yaxınlığındadır. UV -dən qorunmaq üçün Günəşlə aramızdakı ozon molekullarının ümumi sayı ilə maraqlanırıq. Ozon molekullarının 90% -i stratosferdə, 10% -i isə troposferdə - bəziləri nəfəs ala biləcəyimiz yer səthinin yaxınlığındadır. Həm yaxşı ozon, həm də pis ozon üçün insan və ekoloji sağlamlığı təsir edən əhəmiyyətli məsələlər var. Yaxşı ozon üçün ən vacib məsələlər qlobal miqyasda ozonun azalmasıdır Antarktida Ozon Deliyivə xloroflorokarbonların səbəb olduğu Arktik ozon itkisi. Azonun azalması günəş işığının yerə daha çox düşməsi və daha çox dəri xərçənginə səbəb olması deməkdir. Pis ozon üçün ən vacib məsələlər, şəhərlərdə və ətraf bölgələrdə nəqliyyat, sənaye prosesləri, enerji istehsalı və digər insan fəaliyyətləri nəticəsində çox miqdarda çirkləndirici maddələrin yaratdığı çox miqdarda ozon istehsalıdır. Ozonun artması daha çox insanın tənəffüs və ürək problemlərindən əziyyət çəkdiyini bildirir. Stratosferik ozondan başlayaraq həm yaxşıya, həm də pisliyə baxaq.

Kesit şəklinin mətn təsviri üçün basın.

Tropiklər üçün tipik şaquli ozon profilinin izah diaqramı

Stratosferik ozon (ozon təbəqəsi, ~ 15-35 km) atmosfer ozonunun 90% faydalı rolunu ehtiva edir: ilkin UV radiasiya qalxanı rolunu oynayır

  • uzunmüddətli qlobal eniş tendensiyaları
  • hər il bahar Antarktida ozon çuxuru
  • Son bir neçə ildə bahar arktik ozon itkiləri
  • şəhər və kənd yerlərində yüksək səth ozonu epizodları

Troposfer Ozonu (0-15 km) atmosferdəki ozonun zərərli təsirinin 10% -ni ehtiva edir: insanlar və bitki örtüyünə zəhərli təsirlər

Günəşlə aramızdakı ümumi ozon miqdarını əldə etmək üçün səthdən başlayaraq ozon qatının üstünə çıxan ozon miqdarını əlavə etməliyik. Stratosferdə ozonun nə qədər çox olduğuna diqqət yetirin. Yüksək enliklərdə, stratosfer ozon təbəqəsinin dibi təxminən 10-12 km-dir. Dərs 2 -dən aşağıdakı şəkli xatırlayın:

Stratosferdə ozonun əmələ gəlməsi prosesi ozonla başlayır (O3), stratosferdəki ultrabənövşəyi günəş işığı ilə əmələ gəlir (lakin görəcəyimiz kimi troposfer deyil). İki reaksiya bunlardır:

[O_ {2}+ operator adı {hard} U V rightarrow O+O ]

[O+O_ {2}+N_ {2} sağ ox O_ {3}+N_ {2} ]

Qeyd edək ki, N.2 həqiqətən bu son kimyəvi tənliyə reaksiya vermir, əksinə sadəcə O -ya girir3 molekuldan əmələ gəlir və O -dan enerjinin bir hissəsini çıxararaq sabitləşdirir3. O çağırırıq3 bir oksidantdır, çünki bəzi birləşmələrlə reaksiya verə və onları oksidləşdirə bilər.

Bu O3 O etmək üçün ultrabənövşəyi işıqla parçalana bilər2 və O. Adətən O, O ilə birləşir2 O əmələ gətirmək3 bu şəkildə: O+O2+N.2→ O3+N.2, buna görə də O -nu parçalayan günəş enerjisi istisna olmaqla heç bir şey olmur2 O üçün əlavə enerji olaraq bitir3 və toqquşan N üçün2 və nəticədə havanı istiləşdirir. Bəzən O, O ilə toqquşur3 və reaksiya verir: O+O3→ O2+O2. Bütün reaksiyaları bir araya gətirərək, stratosferdəki ozonun kimyəvi həyat dövrünü görə bilərik. Bu reaksiyalar dəsti 1930 -cu illərdə Chapman tərəfindən irəli sürülmüşdür:

Stratosferik Ozon və Atomik Oksigen İstehsalı, Velosiped sürmə və Zərər
O2 + sərt UV → O + Oistehsal
2 (O + O2 + N.2 → O3 + N.2)velosiped sürmək
O3 + UV → O2 + Ovelosiped sürmək
O + O3 → O2 + O2zərər
Net: UV → daha yüksək T

Bu dörd reaksiya, 1940-1970 -ci illərdə olduğu kimi, ozon təbəqəsinin əsas xüsusiyyətlərini yarada bilər. Ancaq bu nəzəriyyə, yuxarıdakı birinci rəqəmdə görünən 25-30 milli-Paskal deyil, 50 milli-Paskal olan pik ozon səviyyələrini meydana gətirdi. Beləliklə, ölçülmüş stratosferik ozon səviyyələri Chapman nəzəriyyəsinin proqnozlaşdırdıqlarının təxminən yarısı idi - əsl tapmacadır. Ancaq 1970 -ci illərdə elm adamları, yuxarıda göstərilən itki reaksiyası ilə eyni nəticəni verən digər qazlar tərəfindən yeni reaksiyalar dəstləri təklif etdilər. Məşhur bir nümunə, əsasən insan xloroflorokarbonlarından (CFC) gələn xlorla əlaqədardır:

Ozonu məhv edən Stratosfer Xlor Katalitik Dövrləri
CFCs + UV → məhsul + Clistehsal
Cl + O3 → ClO + O2velosiped sürmək
ClO + O → Cl + O2velosiped sürmək
Cl + CH4 → HCl + CH3zərər
Net O3+O: O3 + O → O2 + O2

Dövr ərzində xlor (Cl) və xlor monoksit (ClO) məhv edilmir, əksinə sadəcə bir -birinə çevrilir. Hər dövrədə iki ozon molekulu itirilir (biri birbaşa, ikincisi isə O demək olar ki, həmişə O ilə reaksiya verir2 O əmələ gətirmək3). Cl HCl -ə bağlanmadan əvvəl bu dövr yüz minlərlə dəfə davam edə bilər. Beləliklə, ClO və Cl səviyyələri trilyon havada on hissədən ibarətdir (10-12) bir milyon O başına bir neçə hissənin bir neçə faizini məhv edə bilir3. Sherry Rowland və Mario Molina bu dövrəni anladılar və 1974 -cü ildə bir məqalə yazdılar. Bu iş üçün 1995 -ci ildə Kimya üzrə Nobel mükafatı aldılar. Xlor, azot oksidləri və OH ilə əlaqəli katalitik dövrlər nəzəriyyəyə daxil edildikdə, nəzəriyyə ilə ölçülər arasındakı razılaşma daha da yaxşılaşır.

Məşq edin

Diqqət yetirin ki, orta uzunluqlarda ümumi ozon miqdarı tropik zonadakı miqdardan çoxdur. Bu, sizə qəribə görünməlidir, çünki Chapman mexanizminin bir hissəsi olan günəş ultrabənövşəyi tropiklərdə ən güclüdür. Ümumi ozonun niyə bu şəkildə paylandığını düşünürsünüz?

Cavab üçün tıklayın.

CAVAB: Ozon paylanması havanın stratosfer üzərindəki hərəkəti ilə əlaqədardır. Hava troposferdən stratosferə daha çox tropik bölgələrdə gəlir və sürətlə qərbdən şərqə doğru hərəkət edərkən yavaş-yavaş tropikdən qütblərə yaxınlaşır və yenidən troposferə daxil olur. Ozonun çox hissəsi yüksəkliklərdə tropiklərdə hazırlanır və sonra ozonun qütbə və aşağıya daşınması nəticəsində kimyəvi reaksiyalar nəticəsində məhv edilir. Beləliklə, ozon qarışdırma nisbəti tropikdən yüksək enliklərə qədər bir qədər azalsa da, ozonun konsentrasiyası (həcm başına mol), təzyiqin və mol sayının iki qat daha çox olduğu daha aşağı hündürlüklərə daşındıqca artır. Yuxarıdakı 2 şəkil).

Yuxarıda Antarktida üzərindəki alçaq ozon Antarktida Ozon Deliyidir; "Grafiği olan Ozon Minimumları" (NASA) başlıqlı aşağıdakı video (: 31) 1979-2013 -cü illər arasında ozon konsentrasiyasındakı dəyişiklikləri göstərir. VIdeo haqqında məlumat verilmir:

Antarktida ozon çuxuru, xlorun katalitik dövrlərinin dağıdıcı gücünün həddindən artıq nümunəsidir. Antarktidada və daha az dərəcədə Arktikada ozonun məhv edilməsində fərqli katalitik dövrlər üstünlük təşkil edir. Təbii olaraq meydana gələn qütb stratosfer buludlarının səthində kimya yardımı edildikdə, HCl şəklində olan bütün Cl sərbəst buraxılır ki, qütb katalitik dövrləri gündə bir az ozonun yüzdə bir hissəsini məhv edə bilsin. Antarktida 12 km yüksəklikdən 20 km -ə qədərdir.

Xoşbəxtlikdən, dünyanın ilk beynəlxalq qlobal ekoloji müqaviləsi olan Montreal Protokolu sayəsində stratosferə vurulan xlor miqdarı azalır.


Markus Rex* və Peter von der Gathen*

Beynəlxalq Qütb İli 2007-2008

2007-ci il coğrafiyada əhəmiyyətli bir hadisəni qeyd edir-1882-1883-cü illərdə ilk Beynəlxalq Qütb ilinin (IPY) 125 illiyi. 1932-1933-cü illərdə, xüsusən 1957-1958-ci illərdə Beynəlxalq Geofizika ilində ilk IPY və onun təqibləri zamanı başlayan fəaliyyətlər, Yer sistemi haqqında indiki anlayışımızın bir çox vacib elementinə zəmin yaratdı. Bu möhtəşəm müvəffəqiyyətə əlavə etmək və başqa bir tədqiqat fəaliyyətinə təkan vermək üçün beynəlxalq geoloqlar birliyi IPY 2007-2008-i qurdu.

Qütb bölgələrinə diqqət, Yer sistemini müşahidə etmək və anlamaqda əhəmiyyətli bir irəliləyiş əldə etdiyimizi, ancaq qütb bölgələrindəki bir çox proses haqqında anlayışımızın hələ də mövcud olan məlumatların az olması ilə məhdudlaşdığını ifadə edən ümumi təsəvvürü nümayiş etdirir. IPY zamanı təsirli bir fəaliyyət spektri, okeanoqrafiya, bərk yerin fizikası və kriyosferdən atmosferə qədər olan qütb tədqiqatlarının bütün aspektlərini əhatə edəcək.

IPY zamanı atmosfer tədqiqatlarının əsas elementləri, qlobal iqlim sistemindəki ən güclü antropogen siqnallardan biri olan stratosfer qütb ozon tükənməsini araşdıran tədqiqatlardır. IPY zamanı qütb stratosferində ən böyük tədqiqat işlərindən biri də Match fəaliyyətidir.

Qütb mühitində ozon qatının məhv edilməsi

Ozon təbəqəsi qlobal ekoloji sistemin vacib bir hissəsidir. Ozon təbəqəsində zərərli günəş ultrabənövşəyi (UV) radiasiyasının udulması biosferi qoruyur və stratosferi qızdırır. Belə ki, atmosfer dövranı və atmosferdəki ozonun çoxluğuna təsir edən antropogen maddələrin emissiyasındakı dəyişikliklər qlobal iqlim sisteminə birbaşa təsir göstərir. Ozonun atmosferdəki paylanmasını tənzimləyən proseslərin ətraflı anlaşılması, etibarlı iqlim proqnozları və gələcəkdə səthdə UV səviyyələrini təxmin etmək üçün vacibdir - biosfer üçün vacib bir parametrdir.

1960-1970-ci illərdən bəri bəşəriyyət atmosferə çoxlu miqdarda xloroflorokarbonlar (CFC) və brom ehtiva edən birləşmələr (halonlar) buraxmışdır. Troposferdə bu maddələr son dərəcə sabitdir və zəif reaktivdir və əsrlər boyu yerli atmosfer həyatına çatır. Bununla birlikdə, troposferdən yavaş-yavaş stratosferə qalxırlar, burada ozon təbəqəsinin üstündə yüksək enerjili qısa dalğalı UV radiasiyasının olması səbəbindən parçalanırlar.

CFC və halonların parçalanması ozonu çox səmərəli şəkildə məhv edən xlor və brom radikallarını buraxır. Ozonun məhv edilməsi dövrləri "ClOx" (xlor (Cl), xlor monoksit (ClO) və diklorin peroksid (Cl2O2) adlandırılan aktiv xlor birləşmələri qrupunu əhatə edir. Xoşbəxtlikdən, bu növlərin stratosferdəki digər iz növləri ilə sürətli reaksiyaları nəticəsində. ClOx növləri, ozon təbəqəsini çətinliklə zədələyən aktiv olmayan su anbarı xlor nitrat (ClONO2) və hidrogen xlorid (HCl) ilə əlaqələndirilir.

Stratosferdə ümumi bromun mövcud stratosferik konsentrasiyalarında, brom radikalları yalnız ozonun məhvində təsirli olur, əgər ClOx əhəmiyyətli konsentrasiyalarda olarsa. Beləliklə, CFC və halon emissiyalarının stratosferik ozona təsiri orta və tropik enliklərdə çox məhduddur. Burada, əhəmiyyətli ozon tükənməsi, UV radiasiyasının kifayət qədər sıx olduğu, uzunömürlü su anbarlarından xeyli miqdarda xlor radikalları buraxan reaksiyaları tetiklemek üçün kifayət qədər sıx olduğu ozon təbəqəsinin ən yüksək nöqtələri ilə məhdudlaşır.

Qütb bölgəsində vəziyyət fərqlidir. Qütb burulğanının içərisində-hər qışda qütb stratosferində əmələ gələn təcrid olunmuş aşağı təzyiq sistemi-temperatur əhəmiyyətli dərəcədə aşağı düşür. Təxminən -78 ° C -dən aşağı olan temperaturda qütblü stratosfer buludları (PSC) əmələ gələ bilər (Şəkil 1). PSC hissəciklərinin səthində, bir neçə saat ərzində zərərsiz xlor anbarı birləşmələrini yenidən ClOx -a çevirə bilən heterojen kimyəvi reaksiyalar baş verir. Növbəti qütb yazında ClOx daha sonra günəş işığının olmasını tələb edən katalitik dövrdə ozonu məhv edir. Brom radikallarının olması, ümumilikdə, ozonun dağılması prosesini daha da səmərəli edən ikinci bir katalitik dövrənin baş verməsinə imkan verir. İyirmi ildən çoxdur ki, bu proseslər demək olar ki, hər yaz Antarktida üzərində ozon çuxurunun mövsümi meydana gəlməsinə səbəb olur (məsələn, WMO, 2007).

Şəkil 1 - Qütb stratosfer buludları

Antarktida ilə müqayisədə, Arktikanın qış stratosferindəki meteoroloji şərtlər əhəmiyyətli dərəcədə dəyişkəndir və temperaturlar ümumiyyətlə xeyli yüksəkdir, bu da qütb stratosfer buludlarının daha az tez -tez və daha az yayılmasına səbəb olur. 1990 -cı illərin əvvəllərində Antarktidadan məlum olan bənzər kimyəvi proseslərin Arktikanın stratosferində ozonun məhvinə səbəb olub -olmayacağı bəlli deyildi. Dinamik səbəblərə görə, Arktikadakı ozon sahəsi Antarktidadan çox fərqlidir və kimyəvi ozonun tükənməsinə dair imzaları aşkar etmək çətindir.

Arktikanın dəyişkən mühitində ozon itkilərini müəyyən etmək və kəmiyyətcə müəyyən etmək üçün bir neçə üsul hazırlanmışdır. Bunlara qütb stratosferində ozonun kimyəvi itkisini dəqiq ölçmək üçün hazırlanmış Match metodu daxildir. 1990 -cı illərin əvvəllərindən etibarən bir sıra soyuq Arktik qışlarda ozonun antropogen kimyəvi itkisi aydın şəkildə aşkar edilmişdir. Ölçülmüş ozon itkisi nisbətlərinin və model nəticələrinin ətraflı müqayisəsi, ozon itkisi prosesini kəmiyyət anlayışımızın böyük bir qeyri -müəyyənliyini və kimyəvi bir model ilə kimyəvi ozon itkisi nisbətlərini hesablamaq üçün lazım olan əsas kinetik parametrlərdə böyük qeyri -müəyyənliklərin kritik rolunu göstərir. Ozon itkisi prosesi haqqında kəmiyyət anlayışımızı inkişaf etdirmək və ozon təbəqəsinin gələcəyi ilə bağlı model əsaslı proqnozlar üçün daha yaxşı bir əsas təmin etmək üçün hazırda IPY çərçivəsində Antarktidada əlavə Match kampaniyası aparılır.

Antropogen ozon itkisinin kəmiyyətlənməsi - Match metodu

Fərdi qütb stansiyasının üstündəki ozon bolluğu dəyişkən nəqliyyat prosesləri səbəbindən daim dəyişir. Dinamik səbəb olan bu cür dalğalanmalar antropogen kimyəvi itkini maskalayır və hər hansı bir kimyəvi ozon itkisi siqnalından ayrılmalıdır. Sabit yerlərdə (yəni Eulerian mənasında) zaman seriyasını müşahidə etmək əvəzinə, Match yanaşması Lagrangian ölçülərinə əsaslanır. Əsas fikir, qütb qapağından keçərkən və bəzən qütb bölgələrində yerləşən bir çox ozonond stansiyasından birinə yaxınlaşdıqda fərdi hava kütlələrində təkrar ölçmələr aparmaqdır.

Bu prosedurun əsas üstünlüyü, Eulerian çərçivəsindəki ozon dəyişikliklərində üstünlük təşkil edən adveksiya şərtlərinin davamlılıq tənliyinin Lagrangian formulasında yox olmasıdır. Davamlılıq tənliyinə diffuziya terminlərinin təsiri də axının xüsusiyyətlərinə əsasən müşahidə olunan hava kütlələrinin diqqətlə seçilməsi ilə məhdudlaşdırıla bilər. Beləliklə, iki ölçü arasındakı müddətdə ozonun konsentrasiyasındakı dəyişikliklər kimyəvi bir tükənmə ilə əlaqələndirilə bilər. Çox sayda belə cüt ölçmənin statistik təhlili ilə antropogen kimyəvi ozonun tükənməsini birbaşa müşahidə etmək və kimyəvi ozon itkisi nisbətlərini yerində ölçmək mümkündür.

Match yanaşmasında ölçülər bir çox qütb və yarımqütb stansiyalarında buraxılan ozonzondlar vasitəsilə həyata keçirilir. Fərdi hava kütlələrinin fərqli stansiyalarda adətən iki dəfə araşdırıldığı "Match hadisələri" ni müəyyən etmək üçün Avropa Orta Orta Hava Proqnozları Mərkəzinin məlumatlarına əsasən traektoriyalar hesablanır (Şəkil 2). 1991/1992 Arktik qışı üçün, Match hadisələri qışda təxminən 1200 ozonzond real vaxt koordinasiyasız buraxıldıqdan sonra təyin edildi (Rex, 1993 von der Gathen və digərləri, 1995). 1994/1995-ci ilin qışından bəri, Match hadisələri qışda bir neçə yüz ozon səslənməsini real vaxt koordinasiyasında tetikleyerek hazırlandı.

Şəkil 2 - Match yanaşmasının təsviri: qırmızı nöqtələr ozonesond stansiyalarını ifadə edir mavi xətt, günəş işığı hissələri qırmızı rəngdə olan bir traektoriyanı göstərir.

Bir Match təcrübəsi zamanı, 300-600 ozonzond adətən şimal yarımkürəsində təxminən 30 stansiyada və ya Antarktidadakı doqquz stansiyada buraxılır. Peyklərdən alınan məlumatlar da istifadə olunur. Axındakı böyük şaquli kəsmə səbəbiylə, bu, yüksək şaquli qətnamə məlumatları (1-1,5 km və ya daha yaxşı. Polar Ozon və Aerosol Ölçmə missiyaları, Təkmilləşdirilmiş Ətraf Atmosferik Spektrometri və SAGE) məlumatlarını verə bilən peyk sensorları ilə məhdudlaşır. (Stratosfer Aerosol və Qaz Təcrübəsi) peykləri uğurla istifadə edildi. Match kampaniyaları cənub yarımkürəsində hazırda davam edən ikinci Antarktika Maçı kampaniyasını nəzərə almadan 10 Arktik qışda və bir Antarktida qışında (2003) keçirildi.

Ozon tədqiqatında bir sıra vacib addımlar Match yanaşmasına əsaslanır. Match, ilk dəfə olaraq, Arktikanın stratosferində antropogen kimyəvi ozon itkisinin birmənalı sübutunu tapdı. Əlavə olaraq, Match in situ məlumatlarına əsaslanaraq, ozon itkisi prosesi üçün həqiqətən günəş işığına ehtiyac olduğu göstərildi ki, bu da proses haqqında nəzəri anlayışımızın vacib bir elementini təsdiq edir. Denitrifikasiyanın qış xüsusilə soyuq olarsa Arktikada ozon itkisini pisləşdirmə potensialına sahib olduğu da nümayiş etdirildi (Rex və digərləri, 1997). Əvvəllər bu təsir yalnız Antarktida stratosferində bilinirdi. Match kampaniyalarından əldə edilən çoxillik məlumatlar, dəyişən atmosferdə qütb ozon itkisinin gələcək proqnozları üçün əsas parametr olan iqlim dəyişikliyinə Arktik ozon itkisinin həssaslığının qurulmasına imkan verdi.

Son on ildə iki araşdırma nəticəsi əsasında Match fəaliyyətinin davam etdirilməsinə qərar verildi. Birincisi, Match tərəfindən nümunə götürülmüş hava kütlələrindəki şərtlər yaxşı xarakterizə olunur, buna görə də məhsullar çox məhdud model hesablamaları ilə ətraflı müqayisə üçün xüsusilə uyğundur. Bu, ozon itkisi prosesi haqqında nəzəri anlayışımızın dərəcəsini yaxından yoxlamağa imkan verir. Son zamanlar, müvafiq kimyəvi proseslərin kinetikası haqqında nəzəri anlayışımızda böyük qeyri -müəyyənliklər ortaya çıxdı. Davamlı Maç ölçmələri, bu qeyri -müəyyənlikləri azaltmaq üçün daha yaxşı bir müşahidə bazası yaratmağa kömək edə bilər.

İkincisi, isti və soyuq Arktik stratosfer qışları iqlim sisteminin daxili dəyişkənliyindən qaynaqlansa da, son 40 ildə soyuq Arktikanın qışlarında əhəmiyyətli dərəcədə soyuqlaşma tendensiyası müşahidə edilmişdir. Arktik stratosferdəki iqlim şəraitindəki bu dəyişiklik, 1990-cı illərin ortalarından bəri böyük Arktik ozon itkilərinə səbəb oldu. Bu tendensiyanın gələcəkdə də davam edib -etməyəcəyi və Arktik ozona necə təsir göstərə biləcəyi bəlli deyil. Bu iki məsələ aşağıda daha ətraflı müzakirə olunur.

Kimyəvi ozon itkisi prosesinin kəmiyyət anlayışı

İstixana qazı konsentrasiyalarının artdığı və halogen yükünün azaldığı bir dünyada, ozon itkisi nisbətlərinin kəmiyyət baxımından düzgün nəzəri anlayışı, stratosferik ozon paylanmasının etibarlı bir proqnozu üçün əvəzolunmazdır. Match kampaniyaları zamanı araşdırılan hava kütlələri üçün ozon itkisi nisbətlərini hesablamaq üçün fərqli dərəcədə mürəkkəblik modelləri hazırlanmışdır. Mövcud anlayışımızın vəziyyəti ilə bağlı ən möhkəm ifadələr, xlor aktivləşdirmə dərəcəsinin xaricdən təyin olunduğu model işlərindən gəlir. Bu model quruluşu, kimya haqqında mövcud nəzəri anlayışımıza əsaslanaraq, mümkün olan ozon itkisi nisbətlərinin möhkəm üst həddlərini hesablamağa imkan verir. Məlum olur ki, standart fərziyyələrə əsaslanaraq hesablanmış yuxarı həddlər soyuq Arktik Yanvarlarda müşahidə olunan ozon itkisi nisbətlərindən təxminən 20 % daha kiçikdir (Rex və digərləri, 2004).

Bütün modellər üçün ümumi olan əsas fərziyyələr, stratosferdəki brom növlərinin ümumi miqdarına aiddir. Uzun müddətdir ki, yalnız metil bromid və halonlar kimi uzun ömürlü brom növlərinin stratosferə çata bildiyi güman edilirdi. Bromun son müşahidələri, stratosferdə yalnız uzun ömürlü brom növləri ilə izah olunandan daha çox miqdarda bromun olduğunu göstərir. Bu, çox qısa ömürlü brom növlərinin bir hissəsinin də stratosferə çata biləcəyini göstərir. Stratosferik bromun səviyyəsinin artması, ozon itkisi dərəcələrinin hesablanmış yuxarı hədləri ilə müşahidələr arasındakı uyğunsuzluğun təxminən yarısını izah edir.

Model hesablamaları, hər dörd ildən bir laboratoriya kimyaçıları tərəfindən tövsiyə edilən kinetik parametrlərə əsaslanır. Stratosferdəki ClO və xlor peroksid (ClOOCl) arasındakı tarazlığın müşahidələrindən, ClOOCl -nin fotoliz sürətinin hazırda tövsiyə olunan dəyərdən daha böyük olduğu (təxminən 150 %) olduğu təsbit edildi (Stimpfle et al., 2004). Yerdəki müşahidələrdən çıxarılan bu dəyər hələ də tövsiyə olunan dəyərin qeyri -müəyyənlik qiymətləndirməsindədir. Daha böyük dəyərdən istifadə edərək, modeldəki hesablanmış ozon itkisi dərəcəsi daha da artır və qalan uyğunsuzluqların çoxunu ortadan qaldırır (Frieler et al., 2006 WMO, 2007). Bu nəticələr, ClOOCl fotoliz kəsişmələrinin yeni laboratoriya ölçülərini tetikledi (Papa və digərləri, 2007). Maraqlıdır ki, yeni və çox təkmilləşdirilmiş ölçmələr hesabatı, yerində olan ölçülərdən əldə edilən və müşahidə olunan ozon itkisi nisbətlərinin yaxşı bir şəkildə bərpası ilə nəticələnən kəsiklərdən daha kiçik olan bir əmr dəyərini qiymətləndirir. Papa və başqalarına əsaslanır. (2007) kəsişmələr, qütb ozon itkisi prosesi haqqında anlayışımız tamamilə dağılacaq-bu, qlobal atmosferdəki ən əhəmiyyətli antropogen proseslərdən biri haqqında nəzəri anlayışımızda hələ də mövcud olan böyük qeyri-müəyyənlikləri vurğulayır.

Ozon itkisi və iqlim dəyişikliyi

Şəkil 3, 1990 -cı illərin əvvəlindən etibarən Arktikada kimyəvi ozon itkilərinin illərlə dəyişməsini göstərir. İldən-ilə dəyişən dəyişkənlik, bu müddət ərzində xlorun və halogen yükünün tədricən dəyişməsinin təsirindən daha böyükdür. Qütb stratosfer buludlarında heterojen reaksiyaların əhəmiyyətli rolu səbəbindən ozon itkisinin dəyişkənliyi əsasən meteoroloji şərtlərin açıq dəyişkənliyindən qaynaqlanır. Bu, ozon itkilərinin VPSC ilə müqayisədə göstərildiyi Şəkil 4 -də göstərilmişdir. (VPSC, temperaturlar qütblü stratosferik bulud əmələgəlmə həddindən aşağı olduqda qışın orta həcmini verən sırf temperatura əsaslanan bir parametrdir.)

Şəkil 3 - 1990 -cı illərin əvvəllərindən bəri ümumi ozon itkilərinin dəyişməsi

Şəkil 4 -də göstərilən ozon itkisi ilə VPSC arasındakı yığcam empirik əlaqənin yamacından, Arktikanın stratosferində potensial iqlim dəyişikliyinə Arktik ozon itkisinin həssaslığını çıxarmaq olar. Mövcud halojen yüklənməsi üçün, Arktikanın stratosferinin hər Kelvin soyuması üçün təxminən 15 Dobson vahidinin əlavə ozon itkisi gözlədiyi ortaya çıxdı. Şəkil 4, həmçinin WMO Ozon Assessment 2002 standart fərziyyələrinə əsaslanan bir model ilə müşahidə məlumatlarının müqayisəsini təqdim edir. Bu model Arktik ozon itkisinin iqlim həssaslığını təxminən üç dəfə aşağı qiymətləndirdi. Yuxarıda təsvir olunan model təkmilləşdirmələri, modelin müşahidə olunan iqlim həssaslığını yenidən yaratmaq qabiliyyətinin əhəmiyyətli dərəcədə yaxşılaşması və nəticədə proqnozlaşdırma qabiliyyətinin yaxşılaşdırılması ilə nəticələnir.

Şəkil 4-Ümumi ozon itkisi ilə Vpsc arasındakı əlaqə (temperaturun qütb stratosfer buludlarının (PSC) əmələ gəlməsi üçün eşikdən aşağı olduğu qış ortalama həcmini verən parametr). 2007 -ci ilin dəyəri (qara simvol) ilkin məlumatlara əsaslanır.

Şəkil 5, son dörd onillikdə VPSC parametrinin inkişafını göstərir (Rex və digərləri, 2006 WMO, 2007). Aşağı dəyişkənliyin zərfini təyin edən isti qışlar yalnız kiçik dəyişikliklər göstərir. Arktikada böyük ozon itkisi və ya hətta bir Arktik ozon çuxurunun əmələ gəlmə riski, dəyişkənliyin üst qəfəsi olan soyuq qış şəraitinin gələcək inkişafından asılıdır. Soyuq qışlar son dörd onillikdə daha soyuq olmağa meyl göstərir. Təsadüfi bir zaman seriyasında belə bir tendensiyanın təsadüfən baş vermə ehtimalı 10-6-dan kiçikdir (Rex və digərləri, 2006). İki mümkün izah var: birincisi, trend xaricdən məcbur edilir, məsələn. atmosferdəki istixana qazı konsentrasiyasının artması və ya ikincisi, iqlim sisteminin onillik zaman miqyasında uzunmüddətli daxili dəyişkənliyi ilə əlaqədardır. Həqiqətən də, istixana qazlarının artan səviyyəsi stratosferi soyutmağa meyllidir, lakin soyuq qışlarda müşahidə olunan soyutma asanlıqla başa düşüləcəkdən daha böyükdür və dinamik geri əlaqə mexanizminin olmasını tələb edir. Mümkün əks əlaqə mexanizmlərinin və Arktikanın stratosferinin onillik miqyaslı daxili dəyişkənliyinin rolunun araşdırılması zəruridir və qlobal 3D-model tədqiqatları tələb edir. Gələcəkdə davam etmə ehtimalını qiymətləndirmədən əvvəl müşahidə olunan keçmiş tendensiyanın səbəblərini daha yaxşı başa düşmək vacibdir.

Şəkil 5-Son dörd onillikdə VPSC-nin uzunmüddətli təkamülü

Son Arktikanın bəzi qışlarında böyük ozon itkiləri, VPSC-nin yayılmasında uzunmüddətli dəyişikliklərin nəticəsi idi və beləliklə, Arktikanın qış stratosferində iqlim şəraitinin uzun müddət dəyişməsinin nəticəsi idi. 1960 -cı illərin meteoroloji şəraiti, hal -hazırda yüksək halogen yükü üçün belə mövcud olsaydı, belə böyük ozon itkiləri baş verməzdi. Beləliklə, yaxın onilliklərdə Arktikanın stratosferində ozonun paylanmasının etibarlı bir proqnozu bu meteoroloji dəyişikliklərin səbəblərinin daha yaxşı anlaşılmasını tələb edir.

Beynəlxalq Qütb ilində aparılan müşahidələr yuxarıda təsvir olunan problemləri həll etməyə kömək edəcək. Dünyanın hər yerindən gələn saysız -hesabsız elm adamlarının Arktikanı hər cəhətdən daha yaxşı araşdırmaq üçün birgə hərəkətləri, planetimizin bu sərt, lakin son dərəcə gözəl və maraqlı hissələrinin bir çox aspektləri haqqında anlayışımızı inkişaf etdirmək üçün həyəcan verici bir müəssisədir və görünməmiş bir fürsətdir.

Təşəkkürlər

Ozonondları təmin etmək və ya buraxmaqla, meteoroloji məlumatları (məsələn, Orta Orta Səviyyəli Hava Proqnozları Mərkəzi) və əldə edilmiş meteoroloji məhsulları təqdim etməklə və uzun illərdir fəaliyyət göstərən dəyərli elmi müzakirələrlə Match fəaliyyətinə töhfə verən çoxsaylı şəxslərə təşəkkür edirik. qaçır. Match'ın təmsil etdiyi beynəlxalq əməkdaşlıq, iştirak edən bir çox insanın fədakarlığı sayəsində mümkündür - əslində burada sadalana bilməyəcək qədər çoxdur. Bu tədbirləri maliyyələşdirən bir çox təşkilata, xüsusən də Avropa Komissiyasının Araşdırmalar üzrə Baş Direktorluğuna bir sıra layihələrə dəstəyi üçün təşəkkür edirik.

Sürücü, K., M. Rex, R.J. Salawitch, T. Canty, M. Streibel, R. Stimpfle, K. Pfeilsticker, M. Dorf, D.K. Weisenstein və S. Godin-Beekman, 2006: Qütb stratosferik ozon itkisi, Geophys haqqında daha yaxşı kəmiyyət anlayışına doğru. Res. Lett., 33, L10812, doi: 10.1029/2005GL025466.

Papa, F.D., J.C. Hansen, K.D. Bayes, R.R. Fridl və S.P.Sander, 2007: Xlor Peroksidin Ultraviyole Absorbsiya Spektrumu, ClOOCl, J. Phys. Kimya A, 111 (20), 4322-4332.

Rex, M., 1993: Stratosphärische Ozonabbauraten, Ozonsondendaten der EASOE-Kampagne im qış 1991/92, Diplomarbeit, Fachbereich Physik, Georg-August-Universität zu Göttingen, Georg-August-Universität zu Göttingen.

Rex, M., N.R.P. Harris, P. von der Gathen, R. Lehmann, G.O. Braathen, E. Reimer, A. Beck, M.P. Chipperfield, R. Alfier, M. Allaart, F. O'Connor, H. Dier, V. Dorokhov, H. Fast, M. Gil, E. Kyrö, Z. Litynska, I.S. Mikkelsen, M.G. Molyneux, H. Nakane, J. Notholt, M. Rummukainen, P. Viatte və J. Wenger, 1997: 1995/96 Arktik qışında uzun müddət stratosferik ozon itkisi, Təbiət, 389, 835-838.

Rex, M., R.J. Salawitch, P. von der Gathen, N.R.P. Harris, M. Chipperfield və B. Naujokat, 2004: Arktik ozon itkisi və iqlim dəyişikliyi, Geophys. Res. Lett., 31, L04116, doi: 10.1029/2003GL018844

Rex, M., R.J. Salawitch, H. Deckelmann, P. von der Gathen, N.R.P. Harris, M.P. Chipperfield, B. Naujokat, E. Reimer, M. Allaart, S.B. Andersen, R. Bevilacqua, GO Braathen, H. Claude, J. Davies, H. De Backer, H. Dier, V. Dorokov, H. Fast, M. Gerding, K. Hoppel, B. Johnson, E. Kyrö, Z. Litynska, D. Moore, T. Nagai, MC Parrondo, D. Risley, P. Skrivankova, R. Stübi, C. Trepte, P. Viatte və C. Zerefos, 2006: Arktik qış 2005: Stratosferik ozon itkisi və iqlim dəyişikliyi, Geofiz. Res. Lett., 33, L23808. doi: 10.1029/2006GL026731.

Stimpfle, R., D.M. Wilmouth, R.J. Salawitch və J.G. Anderson, 2004: Stratosferdəki ClOOCl ilk ölçüləri: Arktikanın qütb burulğanında ClOOCl və ClO arasındakı birləşmə, J. Geophys. Res., 109, D03301, doi: 10.1029/2003JD003811.

von der Gathen, P., M. Rex, N.R.P. Harris, D. Lucic, B.M. Knudsen, GO Braathen, H. De Backer, R. Fabian, H. Fast, M. Gil, E. Kyrö, I. St. Mikkelsen, R. Rummukainen, M., J. Stähelin və C. Varotsos, 1995: Müşahidəçi qışda Arktikada kimyəvi ozonun tükənməsinə dair dəlillər 1991-92, Təbiət, 375, 131-134.

WMO, 2003: Ozonun Tükənməsinin Elmi Qiymətləndirilməsi: 2002, Qlobal Ozon Araşdırma və İzləmə Layihəsi Hesabatı No. 47, 498 s., Cenevrə, İsveçrə.

WMO, 2007: Ozonun Tükənməsinin Elmi Qiymətləndirilməsi: 2006, Qlobal Ozon Araşdırma və İzləmə Layihəsi Hesabatı No. 50, 572 s., Cenevrə, İsveçrə.


2.1 Model təsvirləri

Bu iş üçün istifadə olunan beş modelin əsas xüsusiyyətlərini burada təsvir edirik. Əlavə Cədvəl S1 istinad üçün ümumi struktur aspektlərini ümumiləşdirir.

2.1.1 GFDL-ESM4

AM4.1 adlı GFDL-ESM4 (Dunne və digərləri, 2019) atmosfer komponentinə interaktiv troposfer və stratosfer qaz fazası və aerozol kimya sxemi daxildir (Horowitz və digərləri, 2020). Modelə 43 fotoliz reaksiyası, 190 qaz fazası kinetik reaksiyası və 15 heterojen reaksiya ilə 56 proqnostik (nəql edilən) izləyici və 36 diaqnostik (nəql edilməyən) kimyəvi növ daxildir. Troposfer kimyasına NO üçün reaksiyalar daxildir x -HO x −Ox ‐ CO ‐ CH 4 digər NMVOC -lar üçün sistem və oksidləşmə sxemləri. Stratosfer kimyası əsas ozon itkisi dövrlərini (Ox, HO) təşkil edir x , YOX x , ClO x və BrO x ) və Austin et al. (2012). Kimyəvi sistem, Newton -Raphson iterasiyası ilə gizli bir Euler geriyə metodu ilə həll edilir. Fotoliz dərəcələri, simulyasiya edilmiş aerozolların və buludların radiasiya təsirlərini nəzərə alaraq FAST-JX 7.1 versiyası 7.1 kodundan istifadə edərək interaktiv olaraq hesablanır. İzopren və monoterpenlər də daxil olmaqla BVOC emissiyaları, simulyasiya edilmiş hava istiliyinin və qısa dalğalı radiasiya axınının funksiyası olaraq Təbiətdən Qaz və Aerozol Emissiyalarının Modeli (MEGAN (Guenther et al., 2006)) istifadə edərək AM4.1 -də onlayn olaraq hesablanır. . Kimyəvi mexanizmlə bağlı detallar Horowitz et al. (2020). Qaz fazası və heterojen kimya konfiqurasiyası Schnell et al. (2018). Antropogen və biokütlə yanan emissiyalar Hoesly et al. (2018) və van Marle və digərləri. (2017a) CMIP6 dəstəyi üçün hazırlanmışdır. İnteraktiv olaraq hesablanmayan ozon prekursorlarının təbii emissiyaları Naik et al. (2013).

The bulk aerosol scheme, including 18 transported aerosol tracers, is similar to that in AM4.0 (Zhao et al., 2018) , with the following updates: (1) ammonium and nitrate aerosols are treated explicitly, with ISORROPIA (Fountoukis and Nenes, 2007) used to simulate the sulfate–nitrate–ammonia thermodynamic equilibrium (2) oxidation of sulfur dioxide and dimethyl sulfide to produce sulfate aerosol is driven by the gas-phase oxidant concentrations (OH, H 2 O 2 and ozone) and cloud pH simulated by the online chemistry scheme and (3) the rate of ageing of black and organic carbon aerosols from hydrophobic to hydrophilic forms varies with calculated concentrations of hydroxyl radical (OH). Sources of secondary organic aerosols (SOAs) include an anthropogenic source from oxidation of the simulated C 4 H 10 hydrocarbon tracer by hydroxyl radical and a biogenic pseudo-emission scaled to BVOC emissions from vegetation.

2.1.2 UKESM1-0-LL

UKESM1-0-LL (also abbreviated to “UKESM1” here) is the UK's Earth system model (Sellar et al., 2019) . It is based on the Global Coupled 3.1 (GC3.1) configuration of HadGEM3 (Williams et al., 2018) , to which various Earth system components have been added, e.g. ocean biogeochemistry, terrestrial carbon–nitrogen cycle and atmospheric chemistry. The atmospheric and land components are described in Walters et al. (2019) . The chemistry scheme included in UKESM1 is a combined stratosphere–troposphere chemistry scheme (Archibald et al., 2020b) from the UK Chemistry and Aerosol (UKCA) model, combining the stratospheric chemistry scheme of Morgenstern et al. (2009) with the tropospheric (TropIsop) chemistry scheme of O'Connor et al. (2014) . A paper describing and evaluating this stratosphere–troposphere scheme in UKESM1 is currently in discussion (Archibald et al., 2020b) . The aerosol scheme is a two-moment scheme from UKCA, called GLOMAP mode, and is part of the Global Atmosphere 7.0/7.1 configuration of HadGEM3 (Walters et al., 2019) . It models sulfate, sea salt, organic carbon and black carbon. Some improvements to the aerosol scheme for GA7.1 were required to address the strong negative aerosol forcing found with GA7.0 and are documented in Mulcahy et al. (2018) . Dust is modelled separately in six size bins following a variant of the Woodward scheme. Further discussion of the aerosol radiative forcing UKESM1 is given in Mulcahy et al. (2020) .

Anthropogenic and biomass burning emissions are prescribed (Hoesly et al., 2018 van Marle et al., 2017a) , but emissions of isoprene and monoterpenes are interactive and are based on the interactive biogenic VOC (iBVOC) emission model (Pacifico et al., 2011) . Lightning emissions of NO x (LNO x ) are also interactive using the cloud top height parameterization of Price and Rind (Price and Rind, 1992, 1993) . Other natural emissions are prescribed as climatologies and will be discussed fully in Archibald et al. (2020b) . For volcanic eruptions, internally consistent stratospheric aerosol optical depth (AOD) and surface area density (SAD) are prescribed for both the volcanic forcing and for the UKCA stratospheric heterogeneous chemistry.

2.1.3 CESM2-WACCM

CESM2-WACCM uses the Community Earth System Model version 2 (Emmons et al., 2020) and is a fully coupled Earth system model. The Whole Atmosphere Community Climate Model version 6 (WACCM6) is coupled to the other components in CESM2. The Parallel Ocean Program version 2 (POP2) (Smith et al., 2002 Danabasoglu et al., 2012) includes several improvements compared to earlier versions, including ocean biogeochemistry represented by the Marine Biogeochemistry Library (MARBL), which incorporates the biogeochemical elemental cycle (BEC) ocean biogeochemistry–ecosystem model (e.g. Moore et al., 2013) . Additional components are the sea-ice model CICE version 5.1.2 (CICE5) (Hunke et al., 2015) and the Community Ice Sheet Model version 2.1 (CISM2.1) (Lipscomb et al., 2019) . The Community Land Model version 5 (CLM5) also includes various updates, including interactive crops and irrigation for the land and the Model for Scale Adaptive River Transport (MOSART).

CESM2-WACCM has a good representation of the tropospheric dynamics and climate and also simulates internal variability in the stratosphere, including stratospheric sudden warming (SSW) events on the intraseasonal timescales and the explicitly resolved Quasi-Biennial Oscillation (Gettelman et al., 2019) . The CESM2-WACCM model includes interactive chemistry and aerosols for the troposphere, stratosphere and lower thermosphere with 228 chemical compounds, including the four-mode Modal Aerosol Model (MAM4) (Emmons et al., 2020) . In particular, it includes an extensive representation of secondary organic aerosols based on the Volatility Basis Set (VBS) model framework (Tilmes et al., 2019) following the approach by Hodzic et al. (2016) . The scheme includes both updates to the SOA formation and removal pathways. MAM4 has been further modified to incorporate a new prognostic stratospheric aerosol capability (Mills et al., 2016) . The modifications include mode width changes, growth of sulfate aerosol into the coarse mode, and the evolution of stratospheric sulfate aerosols from natural and anthropogenic emissions of source gases, including carbonyl sulfide (OCS) and volcanic sulfur dioxide (SO2). Anthropogenic and biomass burning emissions are prescribed (Hoesly et al., 2018 van Marle et al., 2017a) . Biogenic emissions including BVOC are produced from MEGAN version 2.1 (Guenther et al., 2012) and are also used for SOA formation.

2.1.4 GISS-E2-1-G

GISS-E2-1-G is the NASA Goddard Institute for Space Studies (GISS) chemistry–climate model version E2.1 using the GISS Ocean v1 (G01) model. The model configurations submitted for CMIP6 are described in detail by Kelley et al. (2020) and Miller et al. (2014) . Here, we use the subset of model configurations that ran with online interactive chemistry. The atmospheric component was run with a horizontal resolution of 2 ∘ latitude by 2.5 ∘ longitude with 40 hybrid sigma–pressure vertical layers extended from the surface to 0.1 hPa ( ∼ 28 in the troposphere). Online interactive chemistry follows the GISS Physical Understanding of Composition-Climate INteractions and Impacts (G-PUCCINI) mechanism for gas-phase chemistry (Shindell et al., 2001, 2003, 2006, 2013 Kelley et al., 2020) and either the One-Moment Aerosol (OMA) or the Multiconfiguration Aerosol TRacker of mIXing state (MATRIX) model for the condensed phase (Bauer et al., 2020) . The gas-phase mechanism includes 146 reactions (including 28 photodissociation reactions) acting on 47 species throughout the troposphere and stratosphere including five heterogeneous reactions. The model advects 26 (OMA) or 51 (MATRIX) aerosol particle tracers and 34 gas-phase tracers. Anthropogenic and biomass burning emissions are prescribed following the CMIP6 guidelines. Lightning NO x emissions are calculated online in deep convection as described by Kelley et al. (2020) . Soil microbial NO x emissions are prescribed from climatology. Biogenic emissions of isoprene are calculated online and respond to temperature (Shindell et al., 2006) but are prescribed for alkenes, paraffins and terpenes. Methane is prescribed as a surface boundary condition but allowed to advect and react with the chemistry in the historical runs and a subset of the SSP simulations some future simulations used interactive online methane emissions following Shindell et al. (2004) . The atmosphere is coupled to the GISS Ocean v1 (GO1) model (Kelley et al., 2020) with a horizontal resolution of 1 ∘ latitude by 1.25 ∘ longitude with 40 vertical levels.

2.1.5 MRI-ESM2-0

MRI-ESM2-0 is the Meteorological Research Institute (MRI) Earth System Model (ESM) version 2.0. Detailed descriptions of the model and evaluations are given by Yukimoto et al. (2019a) , Kawai et al. (2019) and Oshima et al. (2020) . MRI-ESM2-0 consists of four major component models: an atmospheric general circulation model with land processes (MRI-AGCM3.5), an ocean–sea-ice general circulation model (MRI Community Ocean Model version 4, MRI.COMv4), an aerosol chemical transport model (Model of Aerosol Species in the Global Atmosphere mark-2 revision 4-climate, MASINGAR mk-2r4c) and an atmospheric chemistry model (MRI Chemistry Climate Model version 2.1, MRI-CCM2.1). A coupler is used to interactively couple each component model (Yoshimura and Yukimoto, 2008) . MRI-ESM2-0 uses different horizontal resolutions in each atmospheric component model but employs the same vertical resolution: MRI-AGCM3.5, the aerosol model and the atmospheric chemistry model use TL159 (approximately 120 km or 1.125 ∘ × 1.125 ∘ ), TL95 (approximately 180 km or 1.875 ∘ × 1.875 ∘ ) and T42 (approximately 280 km or 2.8125 ∘ × 2.8125 ∘ ), respectively, and all models employ 80 vertical layers (from the surface to the model top at 0.01 hPa) in a hybrid sigma–pressure coordinate system. MRI.COMv4 uses a tripolar grid with a nominal horizontal resolution of 1 ∘ in longitude and 0.5 ∘ in latitude with 60 vertical layers (Tsujino et al., 2017) . Detailed descriptions of the CMIP6 CMIP historical experiments by MRI-ESM2-0 are given by Yukimoto et al. (2019b) .

MRI-ESM2-0 includes interactive chemistry and aerosols in the atmosphere. The atmospheric chemistry model, MRI-CCM2.1, calculates the evolution and distribution of the ozone and other trace gases in the troposphere and middle atmosphere (Yukimoto et al., 2019b Deushi and Shibata, 2011) . The model includes 64 prognostic chemical species and 24 diagnostic chemical species, with 184 gas-phase reactions, 59 photolysis reactions and 16 heterogeneous reactions. It considers the Ox–HOx–NOx–CH 4 –CO chemical system and NMVOC oxidation reactions, as well as the major stratospheric chemical system. Anthropogenic and biomass burning emissions are prescribed (Hoesly et al., 2018 van Marle et al., 2017b) . Lightning emissions of NO x are diagnosed at 6 h intervals following the parameterization of Price and Rind (Price and Rind, 1992, 1993) . Other natural emissions such as biogenic, soil and ocean emissions are prescribed as climatologies (Deushi and Shibata, 2011) . The aerosol component model, MASINGAR mk-2r4c, calculates the physical and chemical processes of the atmospheric aerosols and treats the following species: non-sea-salt sulfate, black carbon, organic carbon, sea salt, mineral dust and aerosol precursor gases (Yukimoto et al., 2019b Oshima et al., 2020) . The size distributions of sea salt and mineral dust are divided into 10 discrete bins, and the sizes of the other aerosols are represented by lognormal size distributions.


1. Giriş

[2] Global warming will continue for decades due to anthropogenic emissions of greenhouse gases and aerosols [ İqlim Dəyişikliyi üzrə Hökumətlərarası Panel (IPCC), 2007a ], with many negative consequences for society [ IPCC, 2007b ]. Although currently impossible, as there are no means of injecting aerosols or their precursors into the stratosphere, the possibility of geoengineering the climate is now being discussed in addition to the conventional potential responses of mitigation (reducing emissions) and adaptation [ IPCC, 2007c ]. While originally suggested by Budyko [1974 , 1977] , Dickinson [1996] , and many others (see Robock et al. [2008] and Rasch et al. [2008a] for a comprehensive list), Crutzen [2006] and Wigley [2006] rekindled interest in stratospheric geoengineering using sulfate aerosols. This proposal for “solar radiation management,” to reduce insolation with an anthropogenic stratospheric aerosol cloud in the same manner as episodic explosive volcanic eruptions, will be called “geoengineering” here, recognizing that others have a more inclusive definition of geoengineering that can include tropospheric cloud modification, carbon capture and sequestration, and other proposed techniques.

[3] The decision to implement geoengineering will require a comparison of its benefits, dangers, and costs to those of other responses to global warming. Here we present a brief review of these factors for geoengineering. It should be noted that in the three years since Crutzen [2006] and Wigley [2006] suggested that, in light of no progress toward mitigation, geoengineering may be necessary to reduce the most severe impacts of global warming, there has still been no global progress on mitigation. In fact, Mauna Loa data show that the rate of CO2 increase in the atmosphere is actually rising. However, the change of U.S. administration in 2009 has completely changed the U.S. policy on global warming. In the past eight years, the U.S. has stood in the way of international progress on this issue, but now President Obama is planning to lead a global effort toward a mitigation agreement in Copenhagen in December 2009. If geoengineering is seen as a potential low-cost and easy “solution” to the problem, the public backing toward a mitigation agreement, which will require some short-term dislocations, may be eroded. This paper, therefore, is intended to serve as useful information for that process.

[4] Crutzen [2006] , Wigley [2006] , and others who have suggested that geoengineering be considered as a response to global warming have emphasized that mitigation is the preferable response and that geoengineering should only be considered should the planet face a climate change emergency. However, there are no international governance mechanisms or standards that would allow the determination of such an emergency. Furthermore, should geoengineering begin, it would have to continue for decades, and the decision to stop would be even more difficult, what with commercial and employment interests in continuing the project as well as concerns for the additional warming that would result.

[5] Robock [2008a] presented 20 reasons why geoengineering may be a bad idea. Those reasons are updated here. However, there would also be benefits of geoengineering, against which the risks must be weighed. So first we discuss those benefits, then the risks, and finally the costs. As the closest natural analog, examples from the effects of volcanic eruptions are used to illustrate the benefits and costs.


Məzmun

The mechanism describing the formation of the ozone layer was described by British mathematician Sydney Chapman in 1930. [8] Molecular oxygen absorbs high energy sunlight in the UV-C region, at wavelengths shorter than about 240 nm. Radicals produced from the homolytically split oxygen molecules combine with molecular oxygen to form ozone. Ozone in turn is photolysed much more rapidly than molecular oxygen as it has a stronger absorption that occurs at longer wavelengths, where the solar emission is more intense. Ozon (O3) photolysis produces O and O2. The oxygen atom product combines with atmospheric molecular oxygen to reform O3, releasing heat. The rapid photolysis and reformation of ozone heat the stratosphere, resulting in a temperature inversion. This increase of temperature with altitude is characteristic of the stratosphere its resistance to vertical mixing means that it is stratified. Within the stratosphere temperatures increase with altitude (see temperature inversion) the top of the stratosphere has a temperature of about 270 K (−3°C or 26.6°F). [9]

This vertical stratification, with warmer layers above and cooler layers below, makes the stratosphere dynamically stable: there is no regular convection and associated turbulence in this part of the atmosphere. However, exceptionally energetic convection processes, such as volcanic eruption columns and overshooting tops in severe supercell thunderstorms, may carry convection into the stratosphere on a very local and temporary basis. Overall the attenuation of solar UV at wavelengths that damage DNA by the ozone layer allows life to exist on the surface of the planet outside of the ocean. All air entering the stratosphere must pass through the tropopause, the temperature minimum that divides the troposphere and stratosphere. The rising air is literally freeze dried the stratosphere is a very dry place. The top of the stratosphere is called the stratopause, above which the temperature decreases with height.

Sydney Chapman gave a correct description of the source of stratospheric ozone and its ability to generate heat within the stratosphere he also wrote that ozone may be destroyed by reacting with atomic oxygen, making two molecules of molecular oxygen. We now know that there are additional ozone loss mechanisms and that these mechanisms are catalytic meaning that a small amount of the catalyst can destroy a great number of ozone molecules. The first is due to the reaction of hydroxyl radicals (•OH) with ozone. •OH is formed by the reaction of electrically excited oxygen atoms produced by ozone photolysis, with water vapor. While the stratosphere is dry, additional water vapor is produced in situ by the photochemical oxidation of methane (CH4). The HO2 radical produced by the reaction of OH with O3 is recycled to OH by reaction with oxygen atoms or ozone. In addition, solar proton events can significantly affect ozone levels via radiolysis with the subsequent formation of OH. Nitrous oxide (N2O) is produced by biological activity at the surface and is oxidised to NO in the stratosphere the so-called NOx radical cycles also deplete stratospheric ozone. Finally, chlorofluorocarbon molecules are photolysed in the stratosphere releasing chlorine atoms that react with ozone giving ClO and O2. The chlorine atoms are recycled when ClO reacts with O in the upper stratosphere, or when ClO reacts with itself in the chemistry of the Antarctic ozone hole.

Paul J. Crutzen, Mario J. Molina and F. Sherwood Rowland were awarded the Nobel Prize in Chemistry in 1995 for their work describing the formation and decomposition of stratospheric ozone. [10]

Commercial airliners typically cruise at altitudes of 9–12 km (30,000–39,000 ft) which is in the lower reaches of the stratosphere in temperate latitudes. [12] This optimizes fuel efficiency, mostly due to the low temperatures encountered near the tropopause and low air density, reducing parasitic drag on the airframe. Stated another way, it allows the airliner to fly faster while maintaining lift equal to the weight of the plane. (The fuel consumption depends on the drag, which is related to the lift by the lift-to-drag ratio.) It also allows the airplane to stay above the turbulent weather of the troposphere.

The Concorde aircraft cruised at Mach 2 at about 19,000 m (62,000 ft), and the SR-71 cruised at Mach 3 at 26,000 m (85,000 ft), all within the stratosphere.

Because the temperature in the tropopause and lower stratosphere is largely constant with increasing altitude, very little convection and its resultant turbulence occurs there. Most turbulence at this altitude is caused by variations in the jet stream and other local wind shears, although areas of significant convective activity (thunderstorms) in the troposphere below may produce turbulence as a result of convective overshoot.

On October 24, 2014, Alan Eustace became the record holder for reaching the altitude record for a manned balloon at 135,890 ft (41,419 m). [13] Eustace also broke the world records for vertical speed skydiving, reached with a peak velocity of 1,321 km/h (822 mph) and total freefall distance of 123,414 ft (37,617 m) – lasting four minutes and 27 seconds. [14]

The stratosphere is a region of intense interactions among radiative, dynamical, and chemical processes, in which the horizontal mixing of gaseous components proceeds much more rapidly than does vertical mixing. The overall circulation of the stratosphere is termed as Brewer-Dobson circulation, which is a single-celled circulation, spanning from the tropics up to the poles, consisting of the tropical upwelling of air from the tropical troposphere and the extra-tropical downwelling of air. Stratospheric circulation is a predominantly wave-driven circulation in that the tropical upwelling is induced by the wave force by the westward propagating Rossby waves, in a phenomenon called Rossby-wave pumping.

An interesting feature of stratospheric circulation is the quasi-biennial oscillation (QBO) in the tropical latitudes, which is driven by gravity waves that are convectively generated in the troposphere. The QBO induces a secondary circulation that is important for the global stratospheric transport of tracers, such as ozone [15] or water vapor.

Another large-scale feature that significantly influences stratospheric circulation is the breaking planetary waves [16] resulting in intense quasi-horizontal mixing in the midlatitudes. This breaking is much more pronounced in the winter hemisphere where this region is called the surf zone. This breaking is caused due to a highly non-linear interaction between the vertically propagating planetary waves and the isolated high potential vorticity region known as the polar vortex. The resultant breaking causes large-scale mixing of air and other trace gases throughout the midlatitude surf zone. The timescale of this rapid mixing is much smaller than the much slower timescales of upwelling in the tropics and downwelling in the extratropics.

During northern hemispheric winters, sudden stratospheric warmings, caused by the absorption of Rossby waves in the stratosphere, can be observed in approximately half of winters when easterly winds develop in the stratosphere. These events often precede unusual winter weather [17] and may even be responsible for the cold European winters of the 1960s. [18]

Stratospheric warming of the polar vortex results in its weakening. [19] When the vortex is strong, it keeps the cold, high-pressure air masses ehtiva edir in the Arctic when the vortex weakens, air masses move equatorward, and results in rapid changes of weather in the mid latitudes.

Bacteria Edit

Bacterial life survives in the stratosphere, making it a part of the biosphere. [20] In 2001, dust was collected at a height of 41 kilometres in a high-altitude balloon experiment and was found to contain bacterial material when examined later in the laboratory. [21]

Birds Edit

Some bird species have been reported to fly at the upper levels of the troposphere. On November 29, 1973, a Rüppell's vulture (Gyps rueppelli) was ingested into a jet engine 11,278 m (37,000 ft) above the Ivory Coast, and bar-headed geese (Anser indicus) reportedly overfly Mount Everest's summit, which is 8,848 m (29,029 ft). [22] [23] [24]

In 1902, Léon Teisserenc de Bort from France and Richard Assmann from Germany, in separate but coordinated publications and following years of observations, published the discovery of an isothermal layer at around 11–14 km, which is the base of the lower stratosphere. This was based on temperature profiles from mostly unmanned and a few manned instrumented balloons. [25]


4.4: Stratospheric Ozone Formation - Geosciences

ÖZET

The impact of stratospheric ozone depletion, and its anticipated subsequent recovery this century, on several aspects of the climate and weather of the Antarctic and Southern Ocean regions is of considerable interest in the study of high-latitude climate dynamics. This modeling study seeks to use best available observations (i.e. reanalysis products) and the ensemble output of several contemporary coupled chemistry climate models (CCMs) to project the past and present impact of ozone depletion on Southern Hemisphere (SH) tropospheric and oceanic circulation features. Of particular interest is the projected evolution of these in the 21st century as high latitude ozone recovers (due to the Montreal protocols), and yet while greenhouse gases (GHGs) continue to increase.

Modeling studies suggest that the influence of SH ozone extend to much more than general atmospheric circulation. Trends in polar stratospheric temperature, the location of polar tropospheric jets, the intensity of the Southern Annular Mode (SAM), high latitude precipitation, poleward shifts of subtropical dry zones, Antarctic surface temperatures and other changes have been suggested to show dependencies on O3 concentrations in model climate simulations. Attention will be paid to the examination of impacts of stratospheric ozone on synoptic weather systems at high latitudes.

Both the interpretation of future IPCC climate projections and WMO/UNEP high latitude ozone assessments represent the main societal impact in the outcome of this work.

BU ARAŞDIRMALARIN NƏTİCƏSİ OLAN NƏŞLİYYATLAR

Qeyd: Rəqəmsal Obyekt Tanımlayıcısı (DOI) nömrəsinə tıkladığınızda, naşir tərəfindən saxlanılan xarici bir sayta yönləndiriləcəksiniz. Bəzi tam mətnli məqalələr hələ də embarqo zamanı (inzibati fasilə) ödənişsiz mövcud olmaya bilər.

Bu səhifədəki bəzi bağlantılar sizi qeyri-federal saytlara apara bilər. Onların siyasəti bu saytdan fərqli ola bilər.

PROJECT OUTCOMES REPORT

This Project Outcomes Report for the General Public is displayed verbatim as submitted by the Principal Investigator (PI) for this award. Any opinions, findings, and conclusions or recommendations expressed in this Report are those of the PI and do not necessarily reflect the views of the National Science Foundation NSF has not approved or endorsed its content.

This project has used observations and models to provide insight into the role of the Antarctic ozone hole in past changes in tropospheric weather systems and climate, and ocean circulations.

Using a hierarchy of numerical models together with meteorological reanalyses we have shown that the formation of the ozone hole has been a major contributor to several different summertime changes in the southern hemisphere over the last few decades. This includes the movement of the peak of the mid-latitude westerly winds towards the pole, expansion of the tropical circulation (so called Hadley Cell), and changes in the frequency of synoptic weather systems such as Rossby wave breaking events and cut-off lows. These circulation changes have important societal implications. The westerly winds, Hadley Cell, Rossby wave breaking events and cut-off lows all impact precipitation, and the above changes will alter precipitation patterns (and potentially the occurrence of extremes) from the subtropics to high latitudes. These results highlight the importance of ozone depletion on the hydrological cycle in the southern hemisphere.

We have also shown that the ozone hole has had an impact on the ocean circulation. Using measurements of the man-made compounds CFC-12 and SF6 in the southern oceans we showed that there have large-scale coherent changes in atmosphere to ocean transport times (so called &ldquoventilation&rdquo times), with decreases in the subtropical thermocline and intermediate waters and increases in circumpolar deep waters. These inferred changes are consistent with expected response due to the changes in surface winds that have been linked to the formation of the Antarctic ozone hole. This finding is potentially a very significant result as the southern oceans accounts for a large fraction of the global ocean uptake of heat and anthropogenic carbon, and large-scale changes in southern ocean ventilation will likely impact oceanic uptake of heat and carbon. Thus, the ozone hole may have altered the global climate and ocean biogeochemistry.

The above research findings are of societal impact as they help us better understand the connections between stratospheric ozone depletion and the global climate system and weather events in the southern hemisphere. This project has also provided funding and training for multiple graduate students and post-doctoral scholars. Furthermore, funding was provided to 8 US early career scientists so they could attend an international workshop in Buenos Aires, Argentina that brought together specialists from multiple disciplines, including Southern Hemisphere weather and climate, atmospheric chemistry, cryosphere and oceanography, to discuss the connections between stratospheric ozone and changes in Antarctic and climate.


3.2 Stratospheric ozone profiles

The distribution of O3 within the stratosphere is important not only as a diagnostic of chemistry and transport but also as the driver of stratospheric heating. We thus choose a metric based on the Aura MLS observations of the monthly zonal mean cross section (latitude by pressure) of ozone abundance (ppm, mole fraction in parts per million) as shown in Fig. 4. Our ozone profile metric includes all 12 months plus the annual mean, but only June and October plus the annual mean are included in Fig. 4. We avoid the lowermost stratosphere where zonal variability is large and restrict ourselves to a pressure range of 100 to 0.2 hPa (approximately 16 to 50 km altitude). The goal in terms of matching the ozone profiles (not usually quantified) was to get peak ozone above 10 ppm at 10 hPa in the tropics and the slightly upturned contours (i.e., at 5 hPa the 6 ppm contours extend over a wider latitude range than at 20 hPa). Overall the models match the observed patterns, including the seasonal upward shift of contours in the winter (60 ∘ S in June and 60 ∘ N in October). This test emphasizes the region where photochemistry is active (sunlit latitudes) and ozone is in a quasi-steady state and little influenced by transport. Since both UCI and EAM are using the same chemistry module, they should give nearly identical results in this test. The chemistry depends somewhat on temperature and that can explain the slightly larger peak tropical O3 in EAM versions. Poleward of 60 ∘ transport plays a more important role, and we see the differences between UCI and EAM.

Şəkil 4Latitude by pressure plots of multi-year zonal mean stratospheric ozone abundances (in parts per million mole fraction, ppm). The three columns show the annual mean, June values, and October values (left to right). The rows show MLS (years 2005–2019) observations, E3SM O3v1 (1995–2014), E3SM O3v2 (1995–2014), and UCI CTM (2005–2017) (top to bottom).

In terms of Taylor diagrams, this metric collapses to a small region, indicating excellent performance (Fig. 3b). Correlations are close to 1.0 for all simulations, indicating excellent pattern agreement. Variances are underestimated by the models, implying that the linearized chemistry is based on a more uniform set of background conditions than those occurring in the stratosphere, and this is to be expected. The 20 % O3 differences between O3v2 and O3v1 in the lowermost stratosphere have little impact on this metric, as expected. If all models used Linoz chemistry, this metric would not be useful, but since many have their own independent chemistry modules, we expect this to be a useful check.

The interannual variability of these monthly mean profiles is more difficult to reproduce. Here we are not trying to match specific year-to-year changes but are calculating a monthly latitude-by-pressure map of the 13-year record of SD of O3 abundance in ppm at each point. The Taylor diagram for these data (Fig. 3c) shows that all models become worse than they did for the climatological mean, specifically with smaller correlations and smaller RMSE. The obvious explanation is that the interannual variations in the middle stratospheric consist of both temperature (mapped reasonably into O3 variations by Linoz) and chemical variations (not included in Linoz). This metric is driven by the large interannual MLS variations in the tropical middle stratosphere (not shown). UCI CTM has a closer match to MLS observations than either EAM versions both in terms of SD and correlation. This metric is a difficult one for the models to have high scores for and clearly separates the two models, but we will need to add some other models to see how well it works outside of Linoz chemistry.

Şəkil 5(a, d) Time series of zonal mean SCO by latitude (unit: DU) showing the Antarctic ozone hole over the years 1995–2014 and (b, e) daily evolution of the ozone hole from 1 July to 31 December as measured by area ( 10 6 km 2 ) and (c, f) minimum total column ozone (DU). Results are shown for the models E3SM O3v1 (a, b, c) and O3v2 (d, e, f). Results for UCI CTM are not shown because daily diagnostics were not saved. Observations from the NASA ozone watch data for 1990–2019 are also shown in the two right columns. The lines indicate the multi-year mean (observations in black and models in blue), and shaded area covers ±1 SD.


2.2 Description of the experiments

The SSP5-34-OS CMIP6 scenario is used as the baseline scenario for the GeoMIP testbed experiments. It starts in 2015 from a historical simulation and ends in 2100 (O'Neill et al., 2016) . Anthropogenic, biomass burning, ocean, soil, and volcanic emissions are prescribed, as well as surface concentrations of greenhouse gases and land surface values, using the corresponding scenarios (Meinshausen et al., 2017) , while biogenic emissions are interactively calculated. SSP5-34-OS follows the same specifications as the SSP5-85 high forcing scenario until 2040. After 2040, the SSP5-34-OS scenario diverts from SSP5-85. SSP5-85 CO2 concentrations continuously increase after 2040 until the end of the 21st century, reaching up to 1100 ppm, and methane ( CH4 ) concentrations increase until 2070 and slowly decline thereafter (Fig. 1b). For SSP5-34-OS, strong mitigation efforts are set in place after 2040, as well as the inclusion of negative emissions. Nevertheless, CO2 concentrations still grow until about 2060, reaching ≈550 ppm, and then slowly decline by the end of the 21st century, reaching ≈500 ppm based on WACCM6 simulations. CH4 concentrations drop relatively quickly after 2040, due to its much shorter lifetime than CO2 , reaching values of 1 ppb by the end of the 21st century. This is assuming a drastic phase-out of any anthropogenic production of CH4 after 2040.

Şəkil 1(a) Annual surface air temperature evolution for two ensemble members of the business-as-usual case (SSP5-85), the overshoot case that is following the SSP-85 case until 2040 and then starting strong mitigation and carbon dioxide removal (SSP5-34-OS), and for three different SAG scenarios: based on the SSP5-85 baseline scenario and applying sulfur injections to reduce warming to 1.5 ∘ C above pre-industrial (PI) conditions (Geo SSP5-85 1.5) based on the SSP5-34-OS and reducing warming to 1.5 ∘ C above PI (Geo SSP5-34-OS 1.5), and based on the SSP5-34-OS and reducing warming to 2.0 ∘ C above PI (Geo SSP5-34-OS 2.0) A 10-year running mean has been applied to all the time series. Black lines indicate the 1850–1900 temperature average (pre-industrial (PI) control temperatures) and the 1.5 and 2.0 ∘ C surface air temperatures above PI control. (b) Concentrations of carbon dioxide ( CO2 , dotted lines) and methane ( CH4 , solid line) for the two baseline simulations.

Two climate intervention experiments are designed to use the same prescribed greenhouse gas concentrations, emissions, and land surface values as the baseline SSP5-34-OS scenario. The experiments are designed to maintain global mean near-surface temperatures around 1.5 and 2.0 ∘ C warming compared to 1850–1900 levels, respectively, and are called “Geo SSP5-34-OS 1.5” and “Geo SSP5-34-OS 2.0”. The start of each climate intervention experiment is defined by the time that the baseline simulation has reached a near-surface global mean temperature of 1.5 and 2.0 ∘ C above pre-industrial, considering a 10-year running mean (in WACCM6, this is around 2020–2025 for 1.5 ∘ C and around 2034 for 2 ∘ C). For easier comparisons, all ensemble members use the same exact numbers for reaching the three temperature targets, even if surface temperatures slightly vary for different ensemble members.

Besides global mean surface temperature targets, we require two more surface temperature measures in the proposed experiments, namely interhemispheric temperature gradients and Equator-to-pole temperature targets, as described in Kravitz et al. (2016) and MacMartin et al. (2017) . These additional temperature targets are defined based on the period when global mean surface temperatures have reached the specific climate goals see above. Sulfur dioxide injections into the stratosphere are performed at four locations 5 km above the tropopause, at 15 ∘ N, 15 ∘ S, 30 ∘ N, and 30 ∘ S in latitude, and at an arbitrary longitude of 180 ∘ W, following the approach described in Kravitz et al. (2017) and Tilmes et al. (2018) . We suggest the use of a feedback control algorithm, as applied here, that was developed by MacMartin et al. (2017) , based on an earlier WACCM version 5.4 (WACCM5.4) (Mills et al., 2017) . The injection rate each year is computed based on an initial guess (a “feedforward”) that is corrected based on the actual temperature history (the “feedback”). The feedforward function helps the controller more easily to reach the goals. This algorithm has been adopted in the WACCM6 without any changes, despite using a slightly different scenario in WACCM6 (using SSP5-85) compared to GLENS (using RCP8.5). For the OS simulations, the same feedback algorithm was applied but with changes to the feedforward function to account for the different temperature evolution in the baseline simulation. Details are described in the Appendix.

In this study, two realizations of the proposed experiments have been performed. Since the SSP5-85 scenario is identical to SSP5-34-OS until 2040, we started the SSP5-34-OS in 2040 from the SSP5-85 scenario. WACCM6 near-surface temperatures reached around 1.3 ∘ C warming compared to the 1850–1900 average by 2015 and 1.5 ∘ C around 2020–2025 using the two WACCM6 ensemble members from the historical simulation (Fig. 1a). The global mean surface warming reaches 6.3 ∘ C by 2100. The SSP5-34-OS global mean surface temperature reaches up to 3 ∘ C above the 1850–1900 temperature by 2060, aligned with the maximum peak in CO2 konsentrasiyalar. Temperatures slightly decline by the end of the century to about 2.5 ∘ C above pre-industrial. Global near-surface temperature targets were reached in the two SAG model experiments within about 0.2 ∘ C (Fig. 1a, green and orange lines).

In addition to the proposed GeoMIP testbed experiments, we also performed a third climate intervention experiment that uses SSP5-85 as the baseline scenario, while applying sulfur injections to keep near-surface temperature levels at 1.5 ∘ C targets, called “Geo SSP5-85 1.5”. This scenario is identical to the “Geo SSP5-34-OS 1.5” experiment between 2015 and 2040 (Fig. 1a, purple lines). This experiment is not required for the proposed GeoMIP testbed experiment but can be useful for additional analysis. Comparing the outcomes of Geo SSP5-85 1.5 with the Geo SSP5-34-OS 1.5 experiment allows us to explore the differences of the impact of SAG using a high forcing greenhouse gas scenario vs. the overshoot scenario after 2040. Geo SSP5-85 1.5 can also be compared to the results in GLENS, since it uses the same setup with a similar baseline simulation but different model versions (WACCM5.4). GLENS simulations include a three-member ensemble of the future baseline simulation starting in 2010, following the RCP8.5 pathway, called “RCP8.5” in the following. GLENS SAG simulations reached the same surface temperature targets of around 1.5 ∘ C and are called “Geo RCP8.5 1.5” in the following (see Table 1).

Cədvəl 1Overview of model simulations.

* Ensemble mean for GLENS (Geo RCP8.5 1.5) the two numbers correspond to the two ensemble members for the WACCM6 Geo cases.


Videoya baxın: University of Moratuwa. Faculty of Engineering. Official Batch Video. ERE 15 Batch